Hispanopedia WikiEl efecto Dole , que recibe su nombre de Malcolm Dole , describe una desigualdad en la relación entre el isótopo pesado 18O (un átomo de oxígeno "estándar" con dos neutrones adicionales ) y el isótopo más ligero 16O , medida en la atmósfera y el agua de mar. Esta relación se suele denotar como δ 18O .
En 1935 se observó [ 1 ] [ 2 ] que el aire contenía más 18 O que el agua de mar; esto se cuantificó en 1975 en 23,5‰, [ 3 ] pero luego se refinó en 23,88‰ en 2005. [ 4 ] El desequilibrio surge principalmente como resultado de la respiración en plantas y en animales . Debido a la termodinámica de las reacciones isotópicas, [ 5 ] la respiración elimina el 16 O más ligero —y por lo tanto más reactivo— con preferencia al 18 O, aumentando la cantidad relativa de 18 O en la atmósfera.
La desigualdad se compensa mediante la fotosíntesis . La fotosíntesis emite oxígeno con la misma composición isotópica (es decir, la proporción entre 18O y 16O ) que el agua (H₂O ) utilizada en la reacción, [ 6 ] que es independiente de la proporción atmosférica. Por lo tanto, cuando los niveles atmosféricos de 18O son suficientemente altos, la fotosíntesis actuará como un factor reductor. Sin embargo, como factor que complica la situación, el grado de fraccionamiento (es decir, el cambio en la proporción isotópica) que se produce debido a la fotosíntesis no depende completamente del agua absorbida por la planta, ya que el fraccionamiento puede ocurrir como resultado de la evaporación preferencial de H₂¹⁶O , agua que contiene isótopos de oxígeno más ligeros, y otros procesos pequeños pero significativos.
Uso del efecto Dole
Dado que la evaporación provoca que las aguas oceánicas y terrestres tengan una proporción diferente de 18O a 16O , el efecto Dole reflejará la importancia relativa de la fotosíntesis terrestre y marina. La eliminación completa de la productividad terrestre resultaría en un cambio del efecto Dole de -2-3‰ con respecto al valor actual de 23,5‰ . [ 7 ]
La estabilidad (con una precisión de 0,5‰) de la relación 18O / 16O atmosférica con respecto a las aguas superficiales del mar desde el último período interglacial (los últimos 130 000 años), según se deduce de los núcleos de hielo, sugiere que la productividad terrestre y marina han variado conjuntamente durante este período.
Se encontró que las variaciones milenarias del efecto Dole estaban relacionadas con eventos abruptos de cambio climático en la región del Atlántico Norte durante los últimos 60 kyr (1 kyr = 1000 años). [ 8 ] Las altas correlaciones del efecto Dole con el δ 18 O de los espeleotemas , un indicador de la precipitación monzónica , sugieren que está sujeto a cambios en la productividad terrestre de baja latitud. Las variaciones a escala orbital del efecto Dole, caracterizadas por períodos de 20-100 kyr, responden fuertemente a la excentricidad y precesión orbital de la Tierra , pero no a la oblicuidad . [ 9 ]
El efecto Dole también puede aplicarse como trazador en el agua de mar, utilizando ligeras variaciones en su composición química para rastrear una porción discreta de agua y determinar su edad.
Véase también
Referencias
- ↑ Dole, Malcolm (1936). "El peso atómico relativo del oxígeno en el agua y en el aire". Journal of Chemical Physics . 4 (4): 268– 275. Bibcode : 1936JChPh...4..268D . doi : 10.1063/1.1749834 .
- ↑ Morita, N. (1935). "La mayor densidad del oxígeno del aire en relación con el oxígeno del agua". J. Chem. Soc. Japan . 56 : 1291.
- ↑ Kroopnick, P.; Craig, H. (1972). "Oxígeno atmosférico: composición isotópica y fraccionamiento de solubilidad". Science . 175 (4017): 54– 55. Bibcode : 1972Sci...175...54K . doi : 10.1126/science.175.4017.54 . PMID 17833979 . S2CID 24579820 .
- ↑ Barkan, E.; Luz, B. (2005). "Mediciones de alta precisión de las relaciones 17 O/ 16 O y 18 O/ 16 O en H 2 O". Rapid Commun. Mass Spectrom . 19 (24): 3737– 3742. Bibcode : 2005RCMS...19.3737B . doi : 10.1002/rcm.2250 . PMID 16308852 .
- ↑ Urey, HC (1947). "Las propiedades termodinámicas de las sustancias isotópicas". J. Chem. Soc. : 562– 581. doi : 10.1039/JR9470000562 . PMID 20249764 .
- ↑ Guy, Robert D.; et al. (1989). "Fraccionamiento diferencial de isótopos de oxígeno por respiración resistente y sensible al cianuro en plantas". Planta . 177 (4): 483– 491. Bibcode : 1989Plant.177..483G . doi : 10.1007/BF00392616 . PMID 24212490 . S2CID 22767005 .
- ↑ Bender, M.; Sowers, T.; Labeyrie, L. (1994). "El efecto Dole y sus variaciones durante los últimos 130.000 años según lo medido en el núcleo de hielo de Vostok" . Global Biogeochemical Cycles . 8 (3): 363– 376. Bibcode : 1994GBioC...8..363B . doi : 10.1029/94GB00724 .
- ↑ Severinghaus, JP; Beaudette, R.; Headly, MA; Taylor, K.; Brook, EJ (2009). "El oxígeno-18 del O2 registra el impacto del cambio climático abrupto en la biosfera terrestre". Science . 324 (5933): 1431– 1434. Bibcode : 2009Sci...324.1431S . doi : 10.1126/science.1169473 . PMID 19520957 .
- ↑ Landais, A.; Dreyfus, G.; Capron, E.; Masson-Delmotte, V.; Sanchez-Goñi, MF; Desprat, S.; Hoffmann, G.; Jouzel, J.; Leuenberger, M.; Johnsen, S. (2010). "Qué impulsa las variaciones milenarias y orbitales de δ 18 O atm ". Quaternary Sci. Rev. 29 ( 1– 2 ): 235– 246. Bibcode : 2010QSRv...29..235L . doi : 10.1016/j.quascirev.2009.07.005 .
Enlaces externos
- "El ciclo del oxígeno atmosférico" en la Unión Geofísica Americana.
- Oxígeno
- Fotosíntesis
- Paleoclimatología
